地质通报  2019, Vol. 38 Issue (7): 1240-1255  
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陈伟志, 顾雪祥, 章永梅, 何格, 黄岗, 李静婷. 新疆东准噶尔金水泉金矿床地质特征、成矿时代及其地质意义[J]. 地质通报, 2019, 38(7): 1240-1255.
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Chen W Z, Gu X X, Zhang Y M, He G, Huang G, Li J T. Geological features and geochronology of the Jinshuiquan gold deposit in the east Junggar, Xinjiang[J]. Geological Bulletin of China, 2019, 38(7): 1240-1255.
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基金项目

国家自然科学基金项目《新疆西天山吐拉苏浅成低温热液-斑岩型金成矿系统物质与时空结构研究》(批准号:41572062)、中央返还两权价款资金综合研究项目《新疆东准噶尔卡拉麦里金矿带控矿构造调查研究及靶区优选》(编号:Y15-1-LQ02)、国家重点研发计划《西天山赛里木铅锌铜矿带成矿模式研究与深部资源预测》(编号:2018YFC0604003)和中央高校基本科研业务费专项资金《新疆博罗科努成矿带浅成低温热液-斑岩型矿床岩浆、流体与成矿作用》(编号:2652017226)

作者简介

陈伟志(1991-), 男, 在读硕士生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail:cwz_email@163.com

通讯作者

顾雪祥(1963-), 男, 博士, 教授, 从事矿床学与矿床地球化学研究。E-mail:xuexiang_gu@cugb.edu.cn

文章历史

收稿日期: 2017-08-14
修订日期: 2017-09-10
新疆东准噶尔金水泉金矿床地质特征、成矿时代及其地质意义
陈伟志1,2,3 , 顾雪祥1,2 , 章永梅1,2 , 何格1,2 , 黄岗4 , 李静婷1     
1. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083;
2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083;
3. 武警黄金第十支队, 云南 昆明 650111;
4. 陕西区域地质矿产研究院, 陕西 咸阳 721000
摘要: 新疆奇台县金水泉金矿床是东准噶尔卡拉麦里成矿带上一个典型的造山型金矿床,产于清水-苏吉泉大断裂和卡拉麦里深断裂之间的次级断裂带中,其成矿时代尚无确切的年代学资料。通过阴极发光(CL)、背散射图像(BSE)和矿物包体确定含金石英脉中的锆石种类,进行LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年。捕获锆石主要呈柱状、长柱状,振荡环带清晰,粒径较热液锆石大,包括岩浆锆石和变质锆石;206Pb/238U年龄为365~418Ma、265Ma。热液锆石呈短柱状、棱角状、不规则状、双锥状,常含继承锆石内核,内部包裹体为磷灰石或含金磷灰石,发育不明显的波缓状振荡环带或无振荡环带;206Pb/238U年龄加权平均值为314.9±3.2Ma,指示金矿化作用发生于晚石炭世早期碰撞造山向造山后伸展转变的构造环境。成矿时代晚于赋矿围岩姜巴斯套组的年龄(约343Ma),与总结区域构造演化规律所限定的时间范围(320~310Ma)吻合。综合研究认为,金水泉金矿床成矿作用可划分为350~320Ma造山阶段含金流体生成、315Ma挤压-伸展转换阶段金迁移就位、二叠纪陆内变形阶段金矿体破碎变形3个阶段。
关键词: U-Pb同位素年龄    成矿时代    热液锆石    金水泉金矿床    卡拉麦里    东准噶尔    
Geological features and geochronology of the Jinshuiquan gold deposit in the east Junggar, Xinjiang
CHEN Weizhi1,2,3, GU Xuexiang1,2, ZHANG Yongmei1,2, HE Ge1,2, HUANG Gang4, LI Jingting1     
1. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083, China;
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, Beijing 100083, China;
3. No. 10 Gold Geological Party of CAPF, Kunming 650111, Yunnan, China;
4. Regional Institute of Shaanxi Bureau of Geological Exploration, Xianyang 721000, Shaanxi, China
Abstract: Located in the Kalamaili metallogenic belt in the east Junggar of Xinjiang, the Jinshuiquan gold deposit is a typical orogenic gold deposit which occurs along the secondary fault zone between the Kalamaili deep fault and the major disruption of QingshuiSujiquan. The mineralization timing has been unclear up till now. Zircon species in auriferous quartz veins of this study were initially determined by cathodoluminescence electron (CL) images, Back Scattered Electron (BSE) image and mineral inclusions before the performance of LA-ICP-MS U-Pb isotopic dating on these zircons. The trapped zircons are mainly in the columnar and long columnar forms, with clear shock bands, consisting of magmatic zircons and metamorphic zircons. These zircons are larger than hydrothermal zircons. LA-ICP-MS U-Pb dating on these trapped zircons yielded 206Pb/238U ages of 365~418Ma and 265Ma. The hydrothermal zircons are in short columnar, angular, double cone and irregular forms and usually contain inclusions such as inherited zircon core, apatite or gold bearing apatite, some with weak band of shock waves or even without shock bands. LA-ICP-MS U-Pb dating on these hydrothermal zircons yielded a weighted average 206Pb/238U age of 314.9 ±3.2Ma, indicating that early Late Carboniferous gold mineralization occurred during the transition from collisional orogenesis to post-collisional extension. The metallogenic epoch was later the epoch of ore hosting wall rock, i.e., the Jiangbasitao Formation (C1j, ~343Ma) which coincides with the time frame (320~310Ma) limited by the summarized orderliness of regional tectonic evolution from the data obtained by previous researchers. Comprehensive studies suggest that the metallogenic process of the Jinshuiquan gold deposit can be divided into three periods:the formation of gold bearing fluid at the orogenic stage during 350~320Ma, the migration and emplacement of goldbearing hydrothermal fluid at 315Ma during compression to extension stage and the fracture and deformation of gold orebody at the Permian intracontinental deformation stage.
Key words: U-Pb age    metallogenic epoch    hydrothermal zircon    gold deposit    Jinshuiquan    Kalamaili    East Junggar    

新疆卡拉麦里断裂带是东准噶尔古生代造山带内重要的构造单元之一,发育上百个金矿化点,也是中亚-兴蒙巨型构造成矿域的重要组成部分[1-2]。金水泉金矿床位于清水-苏吉泉大断裂和卡拉麦里深断裂之间的卡拉麦里断裂带西段,是2007年武警黄金第八支队在1:20万水系化探测量时发现的、仅进行了3年勘查工作的中型金矿床。目前该矿床未勘查未开采,科研工作尚未展开,前人仅对其基本地质特征作过简要介绍[2-6]。查明该矿床地质特征、精确厘定其成矿时代,对探讨该矿床成因和区域地质演化具有重要意义。

一直以来,金矿床成矿时代的厘定是热液矿床中较难解决的问题,一定程度上制约了对矿床成因和成矿规律的深入认识。前人用不同方法对研究区的其他金矿床进行了成矿年龄测定,获得了几组年龄数据。李华芹等[7]采用Rb-Sr等时线法对卡拉麦里西段清水48号金矿床的石英脉流体包裹体进行测年,定年结果为311±46Ma,数据精度差,且该方法存在争议[8]。徐斌等[9]对双泉金矿床绢云母进行了激光显微探针40Ar/39Ar同位素研究,获得等时线年龄为269±9~260±4Ma,但由于地质作用很容易导致氩丢失[8],该年龄可能代表最后一期地质热事件的时间。苏虎等[10]对双泉金矿床含金石英脉中的锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb定年,测年结果为303.53±0.79Ma。近十几年来,陆续有关于石英脉型金矿床中发现热液锆石的报道[11-14],含金石英脉中的热液锆石逐渐成为金矿床定年的理想对象。

本文通过锆石阴极发光(CL)图像、背散射电子(BSE)图像和电子探针对金水泉金矿床含金石英脉中不同成因的锆石进行区分,并利用LA-ICP-MS锆石U-Pb分析技术对不同成因的锆石进行微区原位定年,以确定金水泉金矿床的成矿时代,为进一步讨论成矿地质背景和矿床成因提供准确的年代学资料和重要依据。

1 区域地质背景

东准噶尔地区卡拉麦里断裂带是西伯利亚古陆边缘的一条古俯冲带,属于东准噶尔古生代造山带的一部分[15],大地构造位置处于西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块两大板块的缝合带之卡拉麦里-达尔布特蛇绿岩带东段强应变构造带[9]图 1-A)。从北向南可划分为野马泉陆块(属西伯利亚板块)、卡拉麦里缝合带、将军庙陆块(属准噶尔陆块),其中野马泉陆块从北向南可分为金格尔达弧后沉积带、野马泉-库普火山弧带、卡姆斯特-柳树泉弧前沉积带[15]图 1-B)。该区板块构造演化可分为早古生代和晚古生代2个时期,早古生代该区是西伯利亚古板块南缘陆缘海的一部分,其南侧为古准噶尔地块;晚古生代演化与该区现今构造格局和金的成矿关系密切[15]。寒武纪—志留纪,该区经历复杂的构造演化,形成卡拉麦里地区的基底,晚志留世该区为陆表海。泥盆纪初,陆表海拉张分裂形成有限洋盆,其北侧为野马泉陆块,南侧为准噶尔陆块,在洋中脊形成蛇绿岩,沉积卡拉麦里组(Dk)浅海碎屑岩。早泥盆世晚期,卡拉麦里洋盆由扩张转为收缩,洋壳板块向北侧野马泉陆块下俯冲,形成野马泉-库普陆缘火山弧,沉积中泥盆统北塔山组(D2bt)火山碎屑沉积岩。早石炭世早期,准噶尔陆块北缘接近海沟,与北侧火山弧相接,卡拉麦里洋盆转变为陆间残余海盆,沉积下石炭统塔木岗组(C1t)浅海碎屑岩和下石炭统姜巴斯套组(C1j)陆源碎屑岩;至晚石炭世早期两侧陆块继续相向运动,使残余海盆的海水向两侧海侵,沉积与下伏地层不整合的上石炭统巴塔玛依内山组(C2bt);然后海域缩小,两侧陆块露出海面并停止沉积。晚石炭世早期—早二叠世,大规模陆相火山喷发,大量岩浆(黄羊山岩体、老鸦泉岩体等A型花岗岩)侵入卡姆斯特-柳树泉弧前沉积带,将准噶尔陆块和野马泉陆块焊接在一起,全区成陆,中二叠世该区受西伯利亚古板块向南的推挤作用发生了强烈的逆冲推覆[18-19]

图 1 新疆北部地区主要构造单元图(a)、卡拉麦里区域构造单元简图(b)和区域地质简图(c) Fig.1 The main tectonic units of northern Xinjiang (a), tectonic units (b) and regional geological sketch map (c) of Kalamaili belt (图a据参考文献[16]修改,b据参考文献[15]修改,c据参考文献[3, 17]修改)

研究区出露地层从老到新依次为泥盆系卡拉麦里组(Dk)、中泥盆统北塔山组(D2bt)、下石炭统塔木岗组(C1t)和姜巴斯套组(C1j)。泥盆系卡拉麦里组(Dk)主要为黄绿色石英长石砂岩和暗紫红色、灰绿色泥质粉砂岩。中泥盆统北塔山组(D2bt)分为2段,一段(D2bt1)主要为浅绿灰色凝灰质中粗粒砂岩、凝灰质粉砂岩;二段(D2bt2)主要为浅灰绿色薄层状玻屑凝灰岩、凝灰质砂岩。下石炭统塔木岗组(C1t)分为2段,一段(C1t1)主要为蚀变玄武玢岩、流纹质英安斑岩、凝灰质细砂岩;二段(C1t2)主要为灰绿色及黄绿色凝灰质砾岩、凝灰质砂岩。下石炭统姜巴斯套组(C1j)分为2段,一段(C1j1)主要为凝灰质砾岩、凝灰质粗砂岩夹少量火山熔岩;二段(C1j2)主要为浅灰色砂岩、凝灰质砾岩[18-19]

卡拉麦里断裂带北侧岩浆活动发育,主要包括萨惹什克北、黄羊山、苏吉泉、贝勒库都克、老鸦泉等岩体,以黄羊山-老鸦泉岩基规模最大。离矿区最近的黄羊山、苏吉泉岩体岩性分别为碱性花岗岩和黑云母花岗岩,分属碱性A型和铝质A型花岗岩,为后碰撞花岗岩,年龄范围为311~283Ma[2]。研究区内断续出露蛇绿岩,岩性为变质橄榄岩、堆晶辉长岩、海相基性熔岩及深海沉积物-放射虫硅质岩等,呈蛇绿岩块构造侵位于中泥盆世地层,局部与上覆姜巴斯套组不整合接触。

卡拉麦里深断裂位于卡拉麦里断裂带南侧(图 1-c),走向北西—南东、断层面向北陡倾,为岩石圈尺度的深断裂,其北侧为弧前沉积建造,南侧为残余海盆建造,形成于早古生代,强烈活动发生在晚古生代,现今仍有地震活动,为一条长期活动的深断裂,早期为张性性质,晚期以逆冲挤压性质为主,兼有走滑性质。清水-苏吉泉大断裂位于卡拉麦里断裂带北侧,走向北西—南东,向北倾,倾角60°~80°,切割深,活动时间长,为产状较陡的逆断层,超基性岩沿该断裂两侧分布构成超基性岩带,被认为是泥盆纪—晚石炭世早期洋壳向下俯冲与两板块碰撞的缝合线。2条断裂间发育北西向走滑断层、近东西向逆断层等次级断层组,以及切割次级断层组的晚期北北东向正断层组,构成卡拉麦里断裂带。该断裂带经历了至少2期活动。早期为脆-韧性右行走滑剪切断裂,切割的最新地层为上石炭统巴塔玛依内山组,而断裂带内二叠系和A型花岗岩(约311Ma)未发生区域变质作用,断裂活动时间为晚石炭世早期至311Ma;晚期为向南逆冲的脆性断层,切割的最新地层为中二叠统将军庙组,形成时间为中二叠世晚期[20]

2 矿床地质特征

金水泉金矿床位于新疆富蕴县与奇台县交界处,距奇台县约200km,属卡拉麦里金矿带西段(图 1-c)。矿体产于低变质岩系中,受北西—北西西向次级构造控制(图 2)。

图 2 金水泉金矿床地质简图(据参考文献修改) Fig.2 Geological map of the Jinshuiquan gold deposit

矿区内地层简单,主要为下石炭统姜巴斯套组、中泥盆统北塔山组和第四系(图 2)。中泥盆统北塔山组分布于矿区北部,岩性为浅绿灰色火山角砾岩、含砾凝灰质粗砂岩、薄层状凝灰质细砂岩、凝灰质粉砂岩、细砂岩、沉凝灰岩等,大面积与泥盆纪蛇绿岩块构造接触。其中,糜棱岩化、片理化凝灰岩为主要赋矿岩石。下石炭统姜巴斯套组分布于矿区南部,岩性为凝灰质砾岩、凝灰质粗砂岩、凝灰质粉砂岩、岩屑凝灰岩、浅灰色砂岩、长石岩屑砂岩等。第四系分布于矿区北侧山谷间,主要为冲积物和少量坡积物。

构造上,矿区位于卡拉麦里深断裂与清水-苏吉泉大断裂之间的清水-南明水褶皱束内,受两侧深大断裂及次一级断层的影响(图 1-c图 2)。清水-南明水褶皱束岩石多已蚀变破碎,实际上是破碎带。次一级断层以北西—北西西向为主,少量为近北东向,沿110°~150°方位延伸,断面倾向北东,倾角70°~80°,为高角度逆断层,具走滑断层性质,属于控矿或容矿构造。断层附近岩石较破碎,具有较强的硅化、绿帘石化、绿泥石化,局部地段见硅化的碳酸盐岩。

蛇绿岩以构造块体的形式侵位于中泥盆统北塔山组中,多为呈叠瓦状的构造断片,岩性为蛇纹岩、辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、斜长花岗岩、玄武岩等,均具不同程度的蚀变。

矿区内圈出多条含金蚀变带和10条金矿化脉,矿体产于中泥盆统北塔山组与下石炭统姜巴斯套组接触带的蛇绿混杂岩带中,受北西—北西西向、近北东向次一级断层控制。含金蚀变带长度0.5~6km,宽度5~40m,蚀变带由黄铁绢英岩(黄铁矿氧化成褐铁矿)、碳酸盐岩脉及少量细脉状石英和构造蚀变岩(或浸染状金属硫化物)组成。

研究区内圈出4条工业矿体,Au品位范围为0.4×10-6~6.0×10-6,厚度为0.5~7.7m,最大控制斜深为342m,最大延伸约3.4km,已探明资源量(333)为5547kg。矿体包括含金蚀变带和含金石英脉,含金石英脉呈脉状、透镜状和扁豆状产于蚀变带中,金矿体与围岩界线不清晰(图 2图版Ⅰ-AB);含金蚀变带由黄褐色、褐红色糜棱岩化、片理化凝灰岩和石英细脉组成。围岩蚀变强烈,主要包括黄铁矿化、绢云母化、硅化、碳酸盐化、滑石化、绿泥石化、绿帘石化,其中黄铁矿化、绢云母化、硅化与金成矿关系密切。超基性岩常蚀变为滑石菱镁岩(图版Ⅱ-FJ)。矿石中主要金属矿物为黄铁矿、毒砂矿,少量自然金、闪锌矿、黄铜矿等,非金属矿物为石英、方解石、菱镁矿、滑石、绢云母,次为绿泥石、绿帘石等(图版Ⅱ)。矿石结构以自形、半自形、他形粒状结构为主,次为交代结构、共生边结构等。矿石构造主要有浸染状、脉状、交错脉状、网脉状、角砾状等。根据矿化特征,可将金矿石分为石英脉型和蚀变岩型。石英脉型矿石的非金属矿物含量占98%以上,主要为石英、碳酸盐矿物(菱镁矿、方解石)、钠长石等,金属矿物含量不足2%,为黄铁矿、毒砂、微量闪锌矿等。蚀变岩型矿石分布于含金石英脉两侧,主要由千枚岩组成,发育强烈硅化,矿石中金属矿物含量小于5%,主要为黄铁矿和毒砂,非金属矿物以石英、绢云母和碳酸盐为主。

图版Ⅰ   PlateⅠ   A.金水泉金矿床探槽中含矿蚀变破碎带;B.含矿蚀变破碎带夹含矿石英脉;C.地表蚀变岩型金矿石;D.地表石英脉型金矿石;E.岩心蚀变岩型金矿石;F.石英细脉切穿蚀变岩型金矿石,其中间和边部为毒砂和黄铁矿;G. 3个阶段的石英脉;H.网脉状构造金矿石。Apy—毒砂;Py—黄铁矿;Q—石英;Ser—绢云母;Lm—褐铁矿;Q1—Ⅰ阶段石英脉;Q2—Ⅱ阶段石英脉;Q3—Ⅲ阶段石英脉
图版Ⅱ   PlateⅡ   A.金水泉金矿床毒砂、黄铁矿呈自形至半自形分布于矿石中;B、C.自然金以包体金的形式赋存于黄铁矿和毒砂中;D、E.电子背散射图中,自然金以包体形式赋存;F、G、H.围岩蚀变有滑石化、菱镁矿化、绿泥石化、硅化;F.石英呈透镜状、滑石呈纤维状定向排列;I.蛇纹石蚀变形成滑石和菱镁矿;J.矿化石英脉切早期构造面理(左)、黄铁矿沿晚期构造面理定向拉伸并切割早期构造面理(右)。Apy—毒砂;Py—黄铁矿;Au—自然金;Q—石英;Tlc—绢云母;Chl—绿泥石;Mgs—菱镁矿;Srp—蛇纹石;Pl—斜长石;Ser—绢云母;S1—早期构造面理;S2—晚期构造面理

自然金呈圆粒状、不规则粒状,大小1~5μm,主要以裂隙金和包体金的形式赋存于毒砂或黄铁矿中(图版Ⅱ-B~E)。电子探针结果显示(表 1),自然金中Au含量较高,介于85.19%~91.37%之间,平均87.01%,成色范围为883~909,平均为893。金矿物中含有较多的Ag,含量变化于9.13%~11.33%之间,Au/Ag值为7.5~10.0,平均为8.4。除Au、Ag外,自然金中还普遍含有Fe和S,分别变化于0.94%~2.62%和0.06%~0.50%之间。除以上元素外,自然金中还含有少量或微量As、Zn、Co、Te。

表 1 金水泉金矿床自然金电子探针分析结果 Table 1 Electron microprobe analyses of natural gold from the Jinshuiquan gold deposit

根据矿物共生组合和脉体间的穿插关系(图版Ⅰ-FH),成矿大致可划分为3个阶段:(Ⅰ)石英-毒砂阶段,石英脉壁平直,或呈角砾状;(Ⅱ)石英-黄铁矿-毒砂阶段,脉壁或中间为硫化物,或呈石英-硫化物脉胶结早期石英角砾;(Ⅲ)乳白色石英脉,脉壁舒缓,为张性裂隙中的石英脉。金主要形成于石英-黄铁矿-毒砂阶段,少量形成于石英-毒砂阶段。

3 样品采集和分析方法

样品采自矿区813-2号脉地表探槽中,该矿脉延伸连续1240m,钻孔230m仍可见矿。含金石英脉呈脉状、似透镜状,赋存于中泥盆统北塔山组凝灰质粉砂岩中。在探槽侧壁采集了多金属分析样,Au含量为2.15g/t,表明所采石英脉为含金石英脉。在相同位置采集石英脉后选出约25kg较干净、无围岩(防止围岩的锆石掺入)的石英用作挑选锆石的样品。

锆石挑选在河北省欣航测绘院测试中心进行。将岩石大样清洗干净后,按照岩石中锆石的粒度,将样品粉碎至相应目数,然后反复手工淘洗,以富集重矿物组分中的锆石,接着进行电磁选分离,最后把样品分成不同磁性组分,在双目镜下挑选出不同晶形、不同颜色、无明显裂隙的锆石。被挑选用于分析的锆石样品再经双目镜下检查,除去其他残留矿物。

锆石制靶和阴极发光图像照相在贵州经纬地科地质服务公司完成。将挑选好的锆石用环氧树脂固定,待环氧树脂充分固化后,对样品进行抛光以较大面积露出锆石(为防止击穿,磨掉的锆石部分均小于整体的1/ 2)。之后进行透射光与反射光显微照相及阴极发光锆石图像观察与拍照,以确定适合分析的锆石颗粒与位置(图 3)。

图 3 金水泉金矿床含金石英脉中部分锆石阴极发光(CL)、背散射(BSE)图像及矿物包体 Fig.3 CL, BSE images and inclusions of some zircons from gold bearing quartz veins in the Jinshuiquan gold deposit (使用5μm的电子探针束斑发现图中第一颗锆石的包体为含3.55%Au的磷灰石)
Ap—磷灰石;Rt—金红石;Kfs—钾长石;Pl—斜长石;Qtz—石英

背散射图像和电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成,所用仪器为JEOL-JXA-8230,加速电压15kV;电流20nA;束斑直径5μm。

在锆石原位分析前,通过双目镜、阴极发光图像、背散射图像和电子探针分析对锆石晶体形貌、内部结构和所含包裹体进行了详细的研究,将锆石大致分为岩浆锆石、热液锆石、类似热液锆石的岩浆锆石、变质锆石4类(图 4),并选择最佳微区分析区域开展锆石U-Pb同位素定年。

图 4 金水泉金矿床含金石英脉中的锆石分类 Fig.4 Classification of zircons from gold bearing quartz veins in the Jinshuiquan gold deposit a~c—岩浆锆石;d~i—热液锆石;j~l—形态类似于热液锆石的岩浆锆石;m—变质锆石

锆石U-Pb同位素定年在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室完成。激光剥蚀系统为Geolas 193准分子固体进样系统,ICP-MS设备为Thermo Fisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱。激光剥蚀孔径32μm,频率8Hz,以氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度。样品分析流程为每测定5个样品点测定2次锆石标准91500(206Pb /238U年龄为1065Ma),在开始测量和测定结束后分别测定Nist610、91500和GJ-1等标样。每个样品点的数据采集时间共100s,其中前20s为气体背景采集时间。离线数据采用软件ICPMSDataCal完成。详细数据处理方法见Liu等[21]

4 锆石U-Pb定年 4.1 锆石特征

含金石英脉中锆石为米黄色,透明,形态多样复杂,包括棱角状、不规则状、短柱状、长柱状和双锥状,粒度一般为30~140μm,偶见长柱状锆石, 大小为70μm×320μm,长宽比介于1:1~1:4.6之间。在阴极发光图像中,可见锆石的振荡环带结构清晰、模糊或者无环带,部分锆石颗粒内部有棱角状继承锆石核。表明含金石英脉中锆石种类复杂,除热液锆石外,还含有较多的捕获锆石(如岩浆锆石、变质锆石、类似热液的岩浆锆石(可能为深熔锆石)等)。

通过CL图、BSE图、电子探针定性研究(图 3),根据锆石颗粒大小、阴极发光特征、结晶习性、所含矿物包体的特征,将含金石英脉中锆石划分为4类(图 4)。

第一类为岩浆锆石:锆石颗粒在双目镜下呈柱状、长柱状、棱角状,米黄色,粒径主要介于50~130μm之间,1颗达300μm。CL图像中,阴极发光中等-较强,有清晰的振荡环带,环带较平直、锋锐,内部包裹体主要为金红石、钾长石、斜长石等(图 3图 4-a~c)。

第二类为类似于热液锆石的岩浆锆石:锆石颗粒在双目镜下呈短柱状、不规则状,米黄色,粒径主要介于70~90μm之间。CL图像中,阴极发光中等-较弱,有振荡环带,颗粒中环带呈平直、锋锐的区域被环带呈波缓状的区域切割,内部矿物包体为钾长石等(图 3图 4-j~l)。振荡环带呈波缓状的区域类似于热液锆石,这些锆石可能是遭受后期热液作用影响而发生低程度热液改造的岩浆锆石。振荡环带中波缓状区域与平直、锋锐的区域年龄相近,表明受后期地质事件改造程度较低,没有使内部同位素系统重新记录该地质事件年龄。

第三类为成矿期热液锆石:锆石在双目镜下呈短柱状、棱角状、不规则状、双锥状,米黄色,锆石粒径主要介于30~80μm之间。CL图像中,大多数颗粒阴极发光中等-较弱,少量颗粒阴极发光较强。可大致分为2类:一类为无振荡环带或呈波缓状环带,另一类为有较弱的振荡环带,内部含较小的继承锆石内核。锆石内部包裹体为磷灰石和包含金的磷灰石(电子束大小约5μm,Au含量为3.55%,图 3图 4-d~i)。

第四类为变质锆石:锆石在双目镜下呈长柱状,米黄色,自形,粒径约100μm。CL图像(图 4-m)中,边部变质重结晶锆石无振荡环带且切割原锆石的岩浆振荡环带。

4.2 锆石U-Pb年龄测试结果

锆石LA-ICP-MS测试结果见表 2图 5。共分析了45个锆石点,43个点的谐和度大于90%。在锆石U-Pb谐和图解中,43颗锆石的数据点全部落在U-Pb谐和线上或附近(图 5-c),206Pb/238U年龄介于265~418Ma之间。其中热液锆石分析了18个点(图版5-a),206Pb/238U年龄介于324~306Ma之间,其年龄加权平均值为314.9±3.2Ma(图 5-ef),代表含金石英脉中热液锆石的年龄;类似于热液锆石的岩浆锆石分析了5个点(图 5-b, 测点38~42),206Pb/238U年龄介于393~415Ma之间;岩浆锆石分析了19个点(图 5-b,测点19~37),206Pb/238U年龄介于365~418Ma之间,代表热液形成或运移过程中捕获的围岩锆石的年龄,其中14组年龄较集中,206Pb/238U年龄为400~418Ma,其年龄加权平均值为408.9±3.8Ma(图 5-d);变质锆石分析了1个点(图 5-b,测点43),206Pb/238U年龄为265±8Ma。

表 2 金水泉金矿床含金石英脉锆石U-Th-Pb同位素数据及测年结果 Table 2 U-Th-Pb isotopic compositions and dating results of zircons from gold-bearing quartz veins in the Jinshuiquan gold deposit
图 5 金水泉金矿床含金石英脉锆石阴极发光图像(a、b)和U-Pb谐和图解(c~f) Fig.5 CL images (a, b) and U-Pb concordia diagrams (c~f) of zircons from gold bearing quartz veins in the Jinshuiquan gold deposit a—热液锆石阴极发光图像;b—捕获锆石阴极发光图像(测点19~37为岩浆锆石,测点38~42为环带类似于热液锆石的岩浆锆石,测点43为变质锆石);c—所有锆石U-Pb谐和图;d—年龄较为集中的14颗捕获锆石U-Pb谐和图;e、f—热液锆石U-Pb谐和图及206Pb/238U年龄加权平均值计算图
5 讨论 5.1 含金石英脉中锆石成因及成矿年龄

热液锆石指经过热液流体蚀变或热液改造的锆石,或从热液流体中直接结晶的锆石[22]。随着锆石测年技术的不断进步,越来越多的研究结果表明,锆石在热液条件下很容易发生蚀变、改造、熔蚀,在较低的温压条件下也可以生长,有时可形成具有“热液矿物”特征的锆石,即“热液锆石”。Dubinska等[11]研究发现,波兰Sudetic蛇绿岩蛇纹石化过程中有大量热液锆石形成,这些锆石形成温度压力为270~300℃及100MPa。Claoué-Long等[12-13]和Kerrich等[14]通过加拿大Abitibi绿岩带内热液锆石的研究,认为这些锆石的形成温度和压力为260~380℃及200MPa。前人研究表明,热液锆石能够形成于中温热液条件,而含金石英脉是相似温压条件下地质热液流体活动的产物。因此,含金石英脉中能够生成热液锆石。

含金石英脉中锆石常出现捕获锆石,组成复杂,对含金石英脉中锆石进行综合研究分析是锆石成因分类及年龄数据解读的难点和关键点。不同环境中形成的锆石具有不同的结晶习性和内部结构。前人在锆石形成环境、内部结构、结晶习性、矿物包体等方面做了较详细的对比研究,并概括了不同成因锆石的特征[22-24]

为避免锆石成因和组成的复杂性导致获得的U-Pb年龄数据难以解释,保证锆石U-Pb定年结果具有明确的地质意义,在测年之前,使用阴极发光图像、背散射图像和电子探针对锆石的形貌、内部结构、矿物包体(图 3)等特征进行系统分析和综合研究,对金水泉金矿床含金石英脉中不同成因锆石进行区别。从CL图像看,岩浆锆石具有明显的振荡环带,其环带清晰、锋锐,具有较强的阴极发光特征,CL图像整体较亮;热液锆石的振荡环带呈波状或无振荡环带,阴极发光整体较暗。从颗粒大小看,岩浆锆石颗粒较大,热液锆石颗粒较小;在结晶习性方面,岩浆锆石多呈柱状、细长柱状,自形、晶面简单,晶棱清晰、锋锐;热液锆石的晶形呈不规则状、多孔状、环带状,晶体棱柱不明显。所含矿物包体方面,岩浆锆石的包体为金红石、钾长石、斜长石、石英等,热液锆石的包体一般为磷灰石或含金磷灰石等。

Claoué-Long等[12-13]及Kerrich等[14]在Abitibi绿岩带含金石英脉的热液锆石中找到了自然金颗粒及原生流体包裹体,证明石英脉中包裹自然金的锆石为热液锆石,与石英、金等热液矿物在相同时期形成。本次利用电子探针在一颗粒径较小(35μm× 50μm)的热液锆石中找到含金磷灰石(Au含量3.55%)矿物包体,推断本矿床中粒径较小、包含磷灰石的锆石是热液锆石。此外,一些锆石颗粒较小且自形程度差,阴极发光下振荡环带不清晰,具有从热液中直接结晶形成或热液蚀变的特征,从而确定这些锆石是与金矿同时期形成的热液锆石。获得的206Pb/238U年龄加权平均值314.9±3.2Ma,为含金热液流体中直接结晶和受热液完全交代锆石的年龄,代表了热液活动的时间和含金石英脉矿体的形成时代。

结合野外观测,矿体赋矿围岩主要为中泥盆统北塔山组,金矿蚀变围岩中最年轻地层为下石炭统姜巴斯套组;上述地层均发育走向120°左右的区域性变质韧性劈理,金矿体切割区域性劈理;表明金矿床的形成晚于下石炭统姜巴斯套组和区域变质主期(343Ma[25])。在矿体附近可以观察到2期劈理,走向90°的晚期劈理切割走向125°的早期劈理,表明金矿区至少发生2期走滑构造运动,走向125°的第一期劈理对应区域变质主期;金矿体在第二期走滑构造应力作用下发生强烈变形,而卡拉麦里断裂带北侧未变形的A型花岗岩(311Ma)明显晚于第二期走滑变形,未发生金矿化作用,表明走向90°的第二期劈理对应挤压-伸展转换期的走滑作用。上述地质特征限定了金矿床形成时限为343~311Ma。热液锆石年龄(314.9±3.2Ma)与基于地质事实所限定的成矿时代吻合。这不仅精确厘定了金水泉金矿床的成矿年龄,而且为将来厘定石英脉型金矿床成矿年龄提供了成功实例。

此外,金水泉金矿床含金石英脉中大部分捕获锆石在颗粒大小、结晶习性、内部结构、矿物包体等方面均表现出岩浆锆石的特征,其年龄范围为418~365Ma,其中大部分年龄集中在407Ma左右。而区内蛇绿岩的年龄范围为416.7~373Ma[26-27],暗示成矿热液形成及运移过程中捕获了蛇绿岩中的锆石。含金石英脉锆石中捕获的变质锆石年龄(265±8Ma)与该区双泉金矿床绢云母40Ar/39Ar同位素等时线年龄(269±9~260±4Ma[9])相近。矿区内绢云母是低级变质相矿物,在较低的温度压力下可形成或发生重熔,使氩重新平衡而记录新的年龄。265±8Ma是绢云母重熔和该区最晚期的变形变质时间,也是金矿体最晚一期的变形时间,对应的地球动力学背景为造山结束之后的陆内逆冲走滑体系[20, 28]。因此,所测捕获岩浆锆石年龄407Ma可能代表成矿热液形成及运移过程中捕获的蛇绿岩锆石的年龄,265±8Ma的变质锆石年龄代表了二叠纪发生陆内逆冲推覆构造运动的时间。

5.2 构造背景及地质意义

与造山型金矿床相比,金水泉金矿床产于卡拉麦里增生混杂岩带内,夹持于清水-苏吉泉大断裂与卡拉麦里深断裂之间,控矿构造为北西西向次级断裂,含矿岩系为一套低级变质的火山-沉积岩系,矿体为石英脉或蚀变岩脉体,金属矿物种类单一且含量较少,Au品位变化大,围岩蚀变有硅化、黄铁矿化、毒砂化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、钠长石化等,这些特征均指示金水泉金矿床属于造山型金矿床。

造山型金矿床的形成受构造演化的制约。综合已有资料,结合本次研究,梳理了区域构造演化与金水泉金矿床成矿的时间谱系及其地质意义。总体上,卡拉麦里地区早古生代构造演化有几个重要的时间结点:早泥盆世洋壳形成发育、中—晚泥盆世洋壳向北俯冲、早石炭世古板块碰撞造山、晚石炭世—早二叠世伸展、中二叠世陆内变形(逆冲走滑),分别对应拉张-走滑-挤压、挤压-走滑-伸展和伸展-走滑-挤压转换期[28]

卡拉麦里洋形成和发育的时间主要综合蛇绿岩的年龄和岩石学特征限定。新疆维吾尔自治区区域地质志[19]记录了蛇绿岩形成时间为早石炭世早期;李锦轶[29]通过岩石学和岩石化学特征类比,认为卡拉麦里断裂带的蛇绿岩是卡拉麦里古洋盆的洋壳残片,为早泥盆世形成。近年来,不同学者采用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素方法,获得蛇绿岩套中各类岩石更多准确的年龄数据。黄岗等[26]获得卡拉麦里蛇绿岩中辉绿岩的年龄为416.7±3.2Ma,代表了卡拉麦里蛇绿岩的形成年龄;方爱民等[30]获得蛇绿岩套中保存相对完整的辉长岩的年龄为406.8±1.8Ma;赵恒乐等[31]获得卡拉麦里蛇绿岩中石英闪长岩的年龄为375Ma;唐红峰等[27]获得斜长花岗岩的成岩年龄为373Ma,综合岩石学和岩石地球化学特征,认为该区斜长花岗岩的年龄代表伴生的蛇绿岩形成时代。综合前人研究认为,卡拉麦里洋形成和发展的时间为417~373Ma。

卡拉麦里洋于中晚泥盆世向北俯冲、早石炭世闭合。赵玉锁等[32]根据下石炭统姜巴斯套组中硅质岩内的放射虫化石和硅质岩地球化学特征,反演了卡拉麦里缝合时限在早石炭世早期;红柳峡韧性剪切带中花岗质超糜棱岩中新生锆石的年龄为343Ma[25],表明卡拉麦里洋在343Ma前已关闭,该地区在早石炭世末期已进入碰撞造山阶段;樊立飞等[33]根据磨拉石建造中的化石为早石炭世维宪阶,推测卡拉麦里洋在早石炭世已闭合并发生构造抬升;郭召杰[34]根据山梁砾石组的碎屑锆石年龄343Ma,认为卡拉麦里洋在343Ma前已关闭,卡拉麦里造山开始时代应该为早石炭世早期;石炭世巴塔玛依内山组双峰式火山岩年龄320.2±4.2Ma[35],标志东准噶尔卡拉麦里地区造山作用进入造山末期,卡拉麦里洋343Ma之前闭合并开始造山,320Ma处于造山末期。

晚石炭世卡拉麦里地区的地球动力学背景转变为伸展张弛体系。卡拉麦里剪切带北侧出露大面积的晚石炭世—早二叠世(311~283Ma)的A型花岗岩,这些花岗岩形成于造山后伸展环境[36-42],表明卡拉麦里地区于311Ma前造山结束,311Ma后处于伸展阶段。

中二叠世卡拉麦里地区发生了脆性逆冲活动,为中亚造山带区域上碰撞活动所致,属于造山伸展后的陆内变形,表现为向南逆冲的脆性断层,这次碰撞活动的挤压力使区内形成一系列北西西向的逆冲断层[20, 28]

综合前人研究和野外观察,该区在320Ma之前处于挤压造山阶段,高温环境下金属元素不易沉淀,且高压环境下容矿空间不易形成,不利于形成金矿,表明金矿形成于320Ma后。上述构造演化历史及前文地质事实进一步限定了金矿形成时限为320~311Ma。金水泉金矿床的成矿年龄为314.9±3.2Ma,与区域构造演化限定的成矿时间相互吻合,与卡拉麦里西段清水48号金矿的石英脉流体包裹体RbSr等时线年龄311±46Ma[7]相近,表明与早石炭世卡拉麦里洋闭合—晚石炭世伸展对应的挤压-走滑-伸展转换期是卡拉麦里断裂带重要的金成矿期。

5.3 矿床成因

金水泉金矿床在空间上受与剪切构造变形有关的各种构造裂隙控制,在时间上形成于剪切带挤压-走滑-伸展转换期。在露头尺度,含金石英脉切割走向约120°的第一期由碰撞造山形成的区域变质韧性劈理,且呈透镜状并发生一定的形变,表明在含金石英脉形成之后还受后一期走滑影响而发生形变。具体到微观尺度(图版Ⅱ-J),镜下对岩矿石的组构观察发现,矿化的石英脉充填脆性变形空间并穿切早期的韧性变形面理,表明成矿形成于早期韧性构造变形之后的脆性变形空间;偶见黄铁矿沿晚期构造面理近定向拉长并切割早期构造面理,表明部分黄铁矿受后一期走滑影响发生形变。综上所述,金矿床与后一期走滑变形作用大致同期形成。

按照剪切带成矿理论,将金水泉金矿床的形成演化分为3个阶段:含金流体生成、金迁移及就位、金矿体破碎变形。

含金变质流体的形成:350~320Ma,卡拉麦里缝合带在俯冲体制下,受近南北向挤压的影响,野马泉陆块由北向南推覆于准噶尔陆块上,形成北西西向挤压走滑的韧-脆性剪切带,发生大规模的剪切构造变形,形成一系列次级断层系;该区挤压隆升、地壳加厚,温度梯度增高,源区岩石韧性变形而发生变质脱流体作用,金从源区的岩石释放出来,产生与之相关的变质流体,该期表现为高温、挤压环境,无法形成金矿。

金的迁移及就位:约315Ma,卡拉麦里断裂带由挤压向伸展转换时发生脆性变形,尤其之前挤压环境形成的一系列剪切裂隙系统,易发生脆性变形,形成有利于成矿的张性空间,构成流体迁移的通道和成矿空间,流体进入张性空间在一定物理化学条件下发生矿质沉淀[43-45]。伸展构造环境下温度和压力降低有利于变质热液在通道中结晶形成含金石英脉。含金流体在通道中迁移时发生水岩反应,在石英脉两侧形成了蚀变岩型金矿石;同时使围岩发生蚀变,超基性岩石蚀变为滑石菱镁岩,矿体两侧中泥盆统北塔山组和下石炭统姜巴斯套组发生硅化、绢云母化、黄铁矿化、绿泥石化等蚀变。

金矿体受后期改造变形:315~311Ma,构造带由挤压向伸展转变时发生走滑,金矿体发生一定的剪切变形及破碎,该过程还可能使金元素进一步活化富集于蚀变岩型金矿石中;中二叠世受西伯利亚古板块向南推挤作用影响[20],形成一系列截断矿体的逆冲脆性断层。

6 结论

(1)金水泉金矿床含金石英脉中锆石包括热液锆石和捕获锆石,其中含继承锆石内核,内部包裹体为磷灰石和含金磷灰石、无震荡环带或有较弱且呈波缓状振荡环带的锆石为热液锆石。

(2)热液锆石206Pb/238U年龄加权平均值为314.9±3.2Ma,与地质特征限定的成矿时间范围一致,表明东准噶尔卡拉麦里地区晚石炭世初期(约315Ma)为碰撞造山期后的走滑-伸展体系,是卡拉麦里金矿带重要的成矿时期,同时代表控矿断裂构造发生脆性变形的时间。

(3)矿床经历了含金流体生成、金迁移及就位和金矿体破碎变形3个时期,分别对应350~320Ma造山、约315Ma挤压-伸展转换和二叠纪陆内变形阶段。

致谢: 野外研究工作得到陕西区域地质矿产研究院宇峰工程师、陶威工程师和武警黄金八支队聂晓勇高级工程师、吴永强助理工程师等的大力支持和帮助,室内研究及成文过程中得到李季霖博士、徐劲驰博士、葛战林硕士、武若晨硕士、刘瑞萍博士、郑硌博士、王冠南博士、高海军博士、郑少华博士、相鹏博士等的帮助,在此一并表示诚挚的谢意。

参考文献
[1]
韩春明, 李海明. 新疆东准噶尔地区金矿找矿远景评价[J]. 矿物岩石, 2001, 21(1): 19-22. DOI:10.3969/j.issn.1001-6872.2001.01.005
[2]
赵海滨, 李杰美, 田红彪, 等. 韧-脆性剪切带对新疆金水泉金矿床的控制作用[J]. 黄金, 2013(7): 13-18.
[3]
聂晓勇. 试论蛇绿碳酸岩与金矿化关系——以东准卡拉麦里蛇绿带中金水泉金矿为例[J]. 黄金科学技术, 2010, 18(5): 38-42. DOI:10.3969/j.issn.1005-2518.2010.05.009
[4]
刘勇. 新疆东准噶尔金水泉金矿床地质特征及控矿因素[J]. 中国产业, 2011(4): 63-65.
[5]
董静, 弓小平, 黄建华, 等. 新疆东准噶尔金水泉金矿床成因研究[J]. 西部探矿工程, 2014, 26(8): 170-174. DOI:10.3969/j.issn.1004-5716.2014.08.052
[6]
苏虎, 弓小平, 韩琼, 等. 新疆金水泉金矿床地质特征及成矿模式探讨[J]. 新疆地质, 2014, 32(4): 481-486. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2014.04.012
[7]
李华芹, 陈富文. 中国新疆区域成矿作用年代学[M]. 北京: 地质出版社, 2004: 78-80.
[8]
刘建明, 赵善仁, 沈洁, 等. 成矿流体活动的同位素定年方法评述[J]. 地球物理学进展, 1998, 13(3): 46-55.
[9]
徐斌, 路彦明, 顾雪祥, 等. 新疆奇台地区双泉金矿床的成矿时代[J]. 地质通报, 2009, 28(12): 1871-1884. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2009.12.019
[10]
苏虎, 弓小平, 潘展超, 等. 东准噶尔双泉金矿LA-ICP-MS锆石U-Pb测年及赋矿岩石地球化学特征[J]. 新疆地质, 2015, 33(2): 212-218. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2015.02.013
[11]
Dubinska E, Bylina P, Kozlowski A, et al. U-Pb dating of serpentinization:Hydrothermal zircon from a metasomatic rodingite shell (Sudetic ophiolite, SW Poland)[J]. Chemical Geology, 2004, 203(3/4): 183-203.
[12]
Claoué-Long J C, King R W, Kerrich R. Reply to comment by Corfu F and Davis W D on"Archaean hydrothermal zircon in the Abitibi greenstone belt:Constraints on the timing of gold mineralization"[J]. Earth Planet. Sci. Lett., 1992, 109: 601-609. DOI:10.1016/0012-821X(92)90118-F
[13]
Claoué-Long J C, King R W, Kerrich R. Archaean hydrothermal zircon in the Abitibi greenstone belt:Constraints on the timing of gold mineralization[J]. Earth Planet. Sci. Lett., 1990, 98: 109-128. DOI:10.1016/0012-821X(90)90091-B
[14]
Kerrich R, King R W. Hydrothermal zircon and baddeleyite in Val-d'Or Archean mesothermal gold deposits:Characteristics, compositions, and fluid-inclusion properties, with implications for timing of primary gold mineralization[J]. Can. J. Earth Sci., 1993, 30: 2334-2351. DOI:10.1139/e93-203
[15]
李锦轶, 肖序常, 汤耀庆, 等. 新疆东准噶尔卡拉麦里地区晚古生代板块构造的基本特征[J]. 地质论评, 1990, 36(4): 305-316. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.1990.04.003
[16]
顾雪祥, 董连惠, 王新利, 等. 西天山博罗科努铜钼多金属成矿系统与靶区评价[M]. 北京: 地质出版社, 2017: 1-4.
[17]
闫晓兰, 李逸凡, 刘红涛. 新疆卡拉麦里造山型金矿系统[J]. 新疆地质, 2014, 32(3): 328-333. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2014.03.008
[18]
新疆地质矿产局. 新疆维吾尔自治区岩石地层[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 1999: 1-430.
[19]
新疆维吾尔自治区地质矿产局. 新疆维吾尔自治区区域地质志[M]. 北京: 地质出版社, 1993.
[20]
宋利宏, 朱光, 顾承串, 等. 卡拉麦里断裂带造山期活动规律及其对造山过程的指示[J]. 地质论评, 2015, 1: 8.
[21]
Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, et al. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and traceelement analyses by LA-ICP-MS[J]. Chinese Science Bulletin, 2010, 55(15): 1535-1546. DOI:10.1007/s11434-010-3052-4
[22]
李长民. 锆石成因矿物学与锆石微区定年综述[J]. 地质调查与研究, 2009, 32(3): 161-174. DOI:10.3969/j.issn.1672-4135.2009.03.001
[23]
吴元保, 郑永飞. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J]. 科学通报, 2004, 49(16): 1589-1604. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2004.16.002
[24]
张永清, 王国明, 许雅雯, 等. 锆石微区原位U-Pb定年的测定位置选择方法[J]. 地质调查与研究, 2015, 38(3): 233-238. DOI:10.3969/j.issn.1672-4135.2015.03.012
[25]
吴琪, 屈迅, 常国虎, 等. 红柳峡韧性剪切带形成时代及其对准噶尔洋盆闭合时限的约束[J]. 岩石学报, 2012, 28(8): 2331-2339.
[26]
黄岗, 牛广智, 王新录, 等. 新疆东准噶尔卡拉麦里蛇绿岩的形成和侵位时限——来自辉绿岩和凝灰岩LA-ICP-MS锆石UPb年龄的证据[J]. 地质通报, 2012, 31(8): 1267-1278. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2012.08.006
[27]
唐红峰, 苏玉平, 刘丛强, 等. 新疆北部卡拉麦里斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄及其构造意义[J]. 大地构造与成矿学, 2007, 31(1): 110-117. DOI:10.3969/j.issn.1001-1552.2007.01.013
[28]
李锦轶. 新疆东部新元古代晚期和古生代构造格局及其演变[J]. 地质评论, 2004, 50(3): 304-322.
[29]
李锦轶. 新疆东准噶尔蛇绿岩的基本特征和侵位历史[J]. 岩石学报, 1995, 11(增刊): 73-84.
[30]
方爱民, 王世刚, 张俊敏, 等. 新疆北部卡拉麦里蛇绿岩中辉长岩的锆石U-Pb年龄及其构造意义[J]. 地质科学, 2015, 50(1): 140-154. DOI:10.3969/j.issn.0563-5020.2015.01.009
[31]
赵恒乐, 许凡, 张冀, 等. 东准噶尔卡拉麦里蛇绿岩形成时代、地质特征及构造意义[J]. 新疆地质, 2012, 30(2): 161-164. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2012.02.008
[32]
赵玉锁, 路彦明, 马德锡. 东准卡拉麦里地区放射虫硅质岩地球化学特征[J]. 西北地质, 2008, 41(3): 64-70. DOI:10.3969/j.issn.1009-6248.2008.03.006
[33]
樊立飞, 赵斌斌, 代俊峰, 等. 新疆东准噶尔卡拉麦里蛇绿岩带研究现状[J]. 甘肃地质, 2014, 23(2): 21-26.
[34]
郭召杰. 新疆北部大地构造研究中几个问题的评述——兼论地质图在区域构造研究中的重要意义[J]. 地质通报, 2012, 31(7): 1054-1060. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2012.07.004
[35]
罗婷, 陈帅, 廖群安, 等. 东准噶尔晚石炭世双峰式火山岩年代学、地球化学及其构造意义[J]. 地球科学, 2016(11): 1845-1862.
[36]
韩宝福, 季建清, 宋彪, 等. 新疆准噶尔晚古生代陆壳垂向生长(Ⅰ)——后碰撞深成岩浆活动的时限[J]. 岩石学报, 2006, 22(5): 1077-1086.
[37]
李月臣, 杨富全, 赵财胜, 等. 新疆贝勒库都克岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义[J]. 岩石学报, 2008(10): 2483-2492.
[38]
苏玉平, 唐红峰, 丛峰. 新疆东准噶尔黄羊山碱性花岗岩体的锆石U-Pb年龄和岩石成因[J]. 矿物学报, 2008, 28(2): 117-126. DOI:10.3321/j.issn:1000-4734.2008.02.003
[39]
李永军, 杨高学, 吴宏恩, 等. 东准噶尔贝勒库都克铝质A型花岗岩的厘定及意义[J]. 岩石矿物学杂志, 2009, 28(1): 17-25. DOI:10.3969/j.issn.1000-6524.2009.01.003
[40]
杨高学, 李永军, 司国辉, 等. 新疆贝勒库都克铝质A型花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄, 地球化学及其成因[J]. 地质学报, 2010, 84(12): 1759-1769.
[41]
甘林, 唐红峰, 韩宇捷. 新疆东准噶尔野马泉花岗岩体的年龄和地球化学特征[J]. 岩石学报, 2010(8): 2374-2388.
[42]
韩宇捷, 唐红峰, 甘林. 新疆东准噶尔老鸦泉岩体的锆石U-Pb年龄和地球化学组成[J]. 矿物学报, 2012, 32(2): 193-199.
[43]
顾雪祥, 章永梅, 王新利, 等. 新疆西天山可克萨拉-艾木斯呆依铁铜矿床成岩成矿年代学及其地质意义[J]. 地学前缘, 2013(6): 195-209.
[44]
顾雪祥, 刘丽, 董树义. 山东沂南金铜铁矿床中的液态不混溶作用与成矿:流体包裹体和氢氧同位素证据[J]. 矿床地质, 2010(1): 43-57. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2010.01.006
[45]
章永梅.内蒙古柳坝沟-哈达门沟金矿田成因、控矿因素与找矿方向[D].中国地质大学(北京)博士学位论文, 2012. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1012364387.htm
陕西区域地质矿产研究院.新疆东准噶尔卡拉麦里金矿带控矿构造调查研究及靶区优选. 2015.
武警黄金第八支队.新疆富蕴县金水泉矿区(奥三)金矿普查报告. 2011.